湖泊垂向沉積序列

湖泊垂向沉積序列是指湖泊在區域構造活動、氣候和物源等多種因素的影響下表現出單旋迴和多旋迴兩種不同的盆地充填序列。

基本介紹

• 中文名：湖泊垂向沉積序列
• 外文名：The vertical sedimentary sequence of lakes
• 學科：沉積學
• 表現：單旋迴和多旋迴
• 演化模式：斷陷湖泊、坳陷湖泊
• 砂體類型：三角洲、扇三角洲、灘壩等

簡介

根據洪水面、枯水面和浪基面，把湖泊相劃分為濱湖亞相、淺湖亞相、半深湖亞相和深湖亞相，它們圍繞湖泊的沉降中心呈環帶狀分布， 另外還可劃分出湖灣亞相。濱湖區在風浪和湖流（湖泊波浪流）的作用下可以形成沿岸灘壩沉積；淺湖至深湖區有時可形成風暴流和重力流（濁流）沉積。

湖泊四周緊鄰陸源碎屑物源區，由於河流向湖泊中供應碎屑物質，從濱湖、淺湖至深湖亞相均有沉積砂體分布，它們常構成很好的油氣儲集砂體。但在湖盆不同位置的砂體，由於地形坡度、水深、離物源遠近、水動力條件和形成機制都有所不同，因此砂體的形態和規模、岩性和物性等均存在著差別。根據砂體所在的湖泊亞環境及砂體沉積學特徵，湖泊中可發育各種三角洲（包括扇三角洲）、水下扇、灘壩、濁積砂體、重力流水道及風暴重力流等沉積的砂體。

垂向沉積序列

湖泊充填沉積物的垂向層序複雜多變，其主要取決於區域構造活動、氣候和物源等多種因素。我國中、新生代含油氣湖盆存在單旋迴和多旋迴兩種不同的盆地充填序列。具單一旋迴序列的湖泊，深陷擴張期只有一次，因此生油層也只有一個最好的發育階段。我國東北地區的中生代斷陷湖盆，如海拉爾盆地、開魯盆地、鐵嶺昌圖盆地及彰武黑山盆地等皆表現為單旋迴的特點。海拉爾盆地烏爾遜凹陷垂向層序從下而上表現出紅黑紅，粗細粗，湖泊水體淺深淺的特點，代表了一個完整的構造旋迴(右圖)。南襄盆地的泌陽凹陷同樣表現為一個單一沉積的特徵旋迴。

多旋迴湖泊充填沉積層序亦多見於我國中、新生代含油氣湖盆中，表現為垂向上發育過多次深陷擴張期，有多套生油層。如松遼盆地的青一段和嫩一段沉積時期為湖盆深陷擴張期，形成了良好的生油岩，有機碳含量高達1.5%~2.4%，可溶有機質含量達0.3%~0.5%。生油母質為I類乾酪根，H/C原子比高達1. 70~1. 98。多旋迴充填沉積可形成眾多的砂體類型和多層含油體系。

演化模式

如前所述及，從石油地質觀點出發，可將構造湖進一步劃分為斷陷型、坳陷型和斷陷坳陷過渡型三大類。其中前兩類湖泊在我國東部中、新生代含油氣盆地中最為常見，它們在其演化的不同階段皆表現出不同的沉積格局，形成了不同的湖泊模式。

在斷陷盆地中，凹凸相間、地形坡降大、內部地形分隔性強。根據各構造區帶不同的地質特徵，結合氣候、物源補償等因素，系統分析各構造區帶的沉積充填特徵，從而弄清其沉積特徵以及各控制因素對沉積充填的控制作用右表。

斜坡區是指凹陷邊緣的斜坡部位，斜坡的類型首先可以依據坡度的陡緩與大小將其分為陡坡帶與緩坡帶。而後根據地形是否有階地或坡折將其劃分為三種亞類:無坡折的“斜坡型(單斜型)”、一個階地或坡折的“單階型(單折型)”以及多階地的“多階型(多折型)”。斜坡帶(陡、緩坡帶)沉積充填主要受構造背景控制(階地類型、坡度)，同時氣候條件、物源補償情況也對其充填樣式產生重要影響。因此，斷陷湖盆在多因素條件作用下，形成了多種多樣的沉積充填樣式和充填特徵，進而也形成了多種沉積體系。

窪陷區一般位於湖盆的沉積中心。窪陷區的沉積充填主要受氣候和物源供給的影響(以氣候為主)，從物源供給來看，可分為補償型和欠補償型兩種，而補償型又可分為泥質補償型和砂質補償型兩種，而依據氣候的變化特徵主要分為乾旱型、半乾旱型和潮濕型。在這兩種因素的共同控制下，窪陷區發育了各種不同的沉積充填物。早期主要充填有粗碎屑岩，有時有鹽湖沉積;隨著湖盆面積的加大，水體的加深，後期窪陷中心距物源越來越遠，主要沉積了深湖半深湖相，有時還伴有深水濁流沉積。

中央降起區是指分布在湖盆內部古地形相對凸出的部分。由於它周圍被各窪陷所包圍，一般不直接與物源接觸，其上的沉積物是通過搬運越過各已填滿的窪陷而到達。又由於它的水體較窪陷帶要淺，因而易受波浪的簸選作用，能量較強，故形成粗的碎屑物，且底部沉積物自降起向兩側沉積厚度增大，愈往上，這種厚度差距愈小。

斷陷湖泊

斷陷湖泊在其發育過程中通常經歷了初始裂陷、深陷擴張和抬升收縮三個亞期，各發育時期具有不同的特點（右表）。

1.初始裂陷期

這一時期湖盆中沉積物的分布形式較複雜，受構造活動、氣候和物源影響較大。湖泊充填沉積由火山噴發岩、火山碎屑岩夾湖相砂泥岩組成，有些地區常夾有劣質煤層。

盆地形成初期，儘管山勢陡峭，但碎屑物質的供給並不是十分充足。這是由於碎屑物質的形成需要一定或較長時間的風化剝蝕，加上裂谷盆地形成之初，深大斷裂切人基底，地慢熱流的上涌，造成當地的氣候在相當一段時間內呈炎熱乾旱的特徵。乾旱後期逐漸向潮濕氣候轉變，湖泊水體明顯加深，此時物源供給主要為短軸方向。根據沉積物的控制因素和沉積物特徵將其進一步劃分為三個階段，並建立了相應的充填模式（右圖）。

1)裂陷早期

在濟陽坳陷中，該期相當於孔店組沉積早期。此時盆地開始裂陷沉降，氣候比較乾旱，陽光充足，鹽度增加，無大量碎屑物的注入，尤其是緩坡帶。

陡坡帶主要形成沖積扇，緩坡帶則為濱岸沉積和碳酸鹽岩沉積，這是由於水位逐漸上升，水體開始變深，有利於碳酸鹽岩的形成;窪陷區由於沉積物供給不足，但水體陽光充足，因此主要為濱淺湖環境，有時甚至為鹽灘或鹽湖沉積，形成膏鹽層。

2)裂陷中期

相當於孔店組沉積晚期。此時構造沉降幅度開始加大，氣候由乾旱向半乾旱轉變，水體不斷加深，且範圍逐漸擴大，可容納空間增加，陸源碎屑物開始大量向盆中注入。

陡岸帶主要形成近岸水下扇。當地形坡度增加並形成斷階時，可在窪陷區形成濁積扇;當物源不足並且地形較緩時，窪陷區則可形成深水岩鹽層。緩坡帶則多形成小型粗粒(扇或辮狀)三角洲，在波浪與沿岸流的作用下，還可形成眾多砂質灘壩沉積。

3)裂陷晚期

相當於沙四段沉積期。此時構造沉降幅度較大，有時伴有強烈的鹼性玄武岩噴發，氣候以半乾旱為特徵，後期由半乾旱向潮濕轉變，水體不斷加深，範圍擴大，沉積物供給減少。

盆地的陡坡帶主要形成水進型扇三角洲，儘管三角洲前緣地區地形坡度並不是太陡，但由於物源供給充足，加上重力流的原因和濁積水道的作用，在此可形成一些遠岸濁積扇;有時在斷裂帶附近出現鹼性玄武岩。緩坡帶則可發育正常的細粒河控三角洲或辮狀三角洲，因地形坡度變緩，砂體範圍增大，加上波浪的改造則可在其前緣形成了一些灘壩。窪陷區則由於物源供給不足，有機質豐富，則多形成良好的生油岩層，即暗色厚層泥岩，而在盆地邊緣因氣候乾旱可形成鹽岩層。

總之，古近系湖盆在湖泊初陷期可出現多種不同的相組合形式。有的湖泊在初始裂陷時，構造作用表現得較為強烈，造成了明顯的地形高差，為形成粗碎屑沉積物提供了條件。湖泊邊緣分布有濁積扇、水下扇和扇三角洲，向盆地方向可出現淺水湖泊相砂泥岩沉積或膏鹽湖沉積(右圖)。有的斷陷湖盆(如東澄凹陷)在初陷期構造活動較弱，地形起伏較小，湖盆處於一種相對淺水氧氣充足的湖泊環境，形成大面積分布的淺水砂體。

2.深陷擴張期

斷陷湖盆的深陷擴張期多發生在斷陷盆地的早中階段，主要是由於控盆深大斷裂的持續活動使湖盆發生深陷，這時盆地下陷最深，地形起伏大。湖泊最深湖區多位於邊界大斷層下降盤的深陷處，位置穩定，持續時間長，位移不大，沉積中心與沉降中心基本一致，且屬非(欠)補償沉積狀態，沉積巨厚的暗色泥頁岩，因而生油層厚度大，可達千餘米。乾酪根多為過渡型，也出現腐泥型乾酪根，是斷陷盆地生油層的主要沉積期。雖然單個湖泊不是很大，但湖泊面積占凹陷面積的百分比和深湖區占湖泊面積的百分比都比較高。如在我國東部古近紀斷陷盆地中，這兩種百分數曾高達60%-90%。一個盆地內有多個凹陷多個湖泊，累計面積相當大，再加上厚度大，常超過千米，因而油氣儲量很大，如渤海灣盆地沙三段的中下部。

由於塊斷活動強烈，地形坡度變陡，因而，濱淺湖亞相不很窄或不太發育。依據盆地不同位置具有不同的構造特徵，沉積物可分為三大體系，即橫向陡坡體系、橫向緩坡體系和縱向體系。

此演化階段主要是由於控盆深大斷裂的持續活動，使湖盆發生深陷，加上氣候已由半乾旱轉化為潮濕，因而湖泊水體迅速上升，水位加深。由於箕狀斷陷的構造特徵而造成了深湖區多位於邊界大斷層下降盤的深陷處，位置穩定，持續時間長。深湖半深湖的面積大，一般可占整個凹陷的50%-70%。由於斷塊活動強烈，地形坡度較陡，因而深水沉積作用較為發育，而濱淺湖亞相則不太發育。同樣根據沉積物的控制因素和沉積特徵，可以劃分為三個階段。

1)擴張早期

相當於沙三段沉積早期，此時沉降活動較強烈，氣候潮濕，湖盆水體較深且範圍大。

陡坡帶邊緣形成近岸水下扇;緩坡帶則形成斜坡扇或遠岸濁積扇，可以發育下一切谷，窪陷區則發育有半深湖泥岩沉積。由於物源供給不足，加上氣候潮濕，半深湖泥岩多以色深質純為特點。

2)擴張中期

相當於沙三段沉積中、晚期。此時構造活動十分強烈，是盆地發育的鼎盛時期。

陡坡帶主要形成水下扇，當後期斷裂活動與前期發生分叉或出現斷階時，水下扇或扇三角洲的前端則多可形成近岸濁積扇。緩坡帶形成粗粒三角洲吉爾伯特型三角洲，具有明顯的三層結構;在三角洲前緣當出現地形坡度的轉折時，即地形坡度向盆地再次變陡時，可以發育一些滑塌重力流作用形成的濁積扇。由於此時水體達到最大和最深，泥岩色深質純。盆地中心明顯處於飢餓狀態，故窪陷區有利於生油岩和油頁岩的形成。

3)擴張晚期

相當於沙二段沉積早期，此時構造活動所造成的下陷已停止，可容納空間由於沉積物的充填逐漸減小，氣候則由潮濕轉變為溫濕。

由於沉積物的不斷推進，在陡坡帶發育了水退型扇三角洲，與初陷晚期一樣在其前端有時可以發育有遠岸濁積扇;緩坡帶主要形成正常細粒河控三角洲，在波浪與沿岸流的共同作用下，其前端的河口壩還可被改造成眾多灘壩;由於氣候變暖，風沙加大，水體變淺，故在窪陷帶內主要是形成粉砂質泥岩和泥質粉砂岩，通常純泥岩的厚度很薄。

斷陷湖在深陷擴張期發育的砂體以濁積砂體最具特色，各種濁積砂體都可出現並見到油氣，尤以粗碎屑濁積砂體含油最豐富。如遼西凹陷的遠岸濁積扇，霑化凹陷和泌陽凹陷的近岸濁積扇等，分別分布於短軸緩坡和陡坡。陡坡斷階之下多發育以碎屑流和顆粒流為主的水下扇或近岸濁積扇;而緩坡的盆內坡折之下則形成層狀疊置、朵狀展布的遠岸濁積扇。當坡度很陡並靠近三角洲前緣時，則形成液化流為主的滑塌濁積扇。此外，淺水處還可能出現水下沖積扇砂體。長軸一側情況變化很大，有的無砂體，有的有不同類型的砂體，視物源和構造活動具體情況而定。

3.抬升收縮期

隨著構造活動趨於穩定，湖盆性質由斷陷向坳陷轉化，湖濱環境開始發育。最常見的濱線沉積為三角洲、扇三角洲及灘壩等。

經過深陷擴張期的沉積充填和盆地的抬升，湖泊地形發生明顯變化。湖底變得平緩，原來陡岸帶的坡度也減小，湖泊變淺，深湖區縮小甚至消失。沉積和沉降中心逐漸遠離陡岸帶，濱淺湖相所占比例增加。該時期砂體發育，並以淺水砂體為特色。這是斷陷湖泊主要的儲層發育期。同時，砂體直接位於下伏生油層之上，本層也有油源，因此對油氣的聚集十分有利。

斷陷湖盆抬升收縮期沉積充填模式見右圖，表明此時盆地斷陷活動已處於尾聲，隨後盆地整體發生了抬升，湖盆明顯由斷陷向坳陷轉化，可以說此時盆地處於過渡期。盆地水體相對較淺，氣候處於溫暖狀態，地形高差明顯減小，風化剝蝕速度也明顯減小，故物源供給相對較少。按照沉積物的控制因素和沉積物的特徵，也可將其劃分為三個沉積階段。

1)收縮早期

相當於沙二段沉積晚期。此時，由於深陷擴張期剛剛結束，沉積物供給並不是太充足，盆地重新接受沉積。

此時陡、緩坡帶的沉積特點與擴張早期相似，所不同的是由於物源供給的差異，加上氣候變暖，湖中泥岩則多以色淺質雜為特點，蒸發岩類不發育。

2)收縮中期

相當於沙一沉積時期。此時構造運動發生過幅度不大但範圍較大的短期區域性沉降;氣候溫暖，碎屑注入減少，有機質豐富。

在盆地的緩坡帶發育以正常三角洲灘壩為組合的沉積體系，陡坡帶則由水下扇向扇三角洲過渡，反映了水體由深變淺的轉化;窪陷區形成了以油頁岩、暗色泥岩為主的淺湖半深湖相沉積。

3)收縮晚期

相當於東營組沉積時期。由於構造再次抬升，氣候乾燥，湖盆大面積收縮，湖水逐漸變淺。

陡坡帶的盆地邊緣，由於水體縮小，露出水面，以沖積扇沉積為主，緩坡帶仍發育有一些灘壩。而凹陷中心則以三角洲沖積平原相沉積為主體，當水體進一步減少，則出現了平行於長軸的沖積平原沉積，尤其是河流相沉積發育，這時河流的主要流向已隨盆地的演化發生了明顯的變化。

坳陷湖泊

中生代大型坳陷湖盆如松遼盆地，面積大，地形較為平坦，沉積相、岩性和厚度的變化較緩，砂體類型較簡單，多以近岸淺水砂體為主，河流沿長軸方向提供沉積物，以粉砂岩和細砂岩為主。湖盆沉積中心位於湖盆中央，與沉降中心一致。

1.擴張期

擴張期深湖區面積大，但湖水不一定很深。濱淺湖相帶較窄並呈環狀分布於深湖區周圍，生油岩分布面積廣、質量好，主體砂體類型為扇三角洲和三角洲，湖中心可分布層狀濁積岩。與斷陷湖比較，坳陷湖在深陷擴張期邊緣斜坡不是很陡而是很緩，故濁流砂體發育較少，只有一些小的邊緣砂體滑塌形成的小濁積砂體，淺水砂體也不多。短軸方向的陡坡可能有水下沖積扇扇三角洲。短軸緩坡和長軸方向情況變化很大，若有充足的碎屑物源，其堆積速度大於湖面上升速度，可以發育各類淺水近岸砂體甚至小的三角洲;反之，則為一些泥灘沉積。

2.抬升收縮期

抬升收縮期地形較平緩，湖水不深，近岸淺水砂體很發育，尤其是長軸方向的正常河流三角洲砂體最具特色，三角洲水下分流河道疊置組成三角洲前緣相。在湖泊邊緣缺乏穩定物源供給的地區，可發育灘壩砂體。

我國中、新生代的沉積盆地大多經歷了由斷陷向坳陷演化的過程，盆地中的湖泊類型也隨之發生演化。如松遼盆地在侏羅紀是一些小而淺的斷陷，為發育湖泊的沼澤，僅生成少量的油和煤成氣。至白要紀整體大幅度下沉，形成坳陷型盆地，發育大而深的湖泊，生成大量油氣。又如渤海灣盆地在古近紀時期為一深斷陷盆地，其中發育許多深湖泊，生成大量油氣;至新近紀盆地轉化為淺平的坳陷盆地，其中主要發育河流沖積平原沉積，生油能力較弱。因此，斷陷湖盆和坳陷湖盆均可以生成大量油氣，具體套用時應針對實際情況做具體分析。

湖泊沉積的識別

陸源碎屑湖泊是最常見的湖泊類型，其理想的湖泊沉積模式在平面上呈環帶狀分布。從邊緣到中心沉積物粒度由粗變細，理想的分布序列為:湖灘礫石外帶→砂質沉積帶→粉砂質、泥灰質沉積內帶→湖中心軟泥沉積帶，但各帶不一定很連續，而且分布也不規則，這個理想的模式與湖水的水動力條件變化是大體一致的，即波浪帶~浪基面上帶~浪基面下帶。但通常湖泊沉積所表現的多是陡岸礫石緩岸砂，灣者為泥。

湖泊的實際沉積比理想模式要複雜得多。如由於流入湖盆中河流的影響，在湖的邊緣地區可形成三角洲砂體;當三角洲前緣存在著明顯的水下地形變化(盆內坡折)時，可在深湖地區發育粗粒物質的濁流沉積。總之，各種因素都可破壞沉積物環帶狀分布的規律性。如果考慮河流注入湖泊等複雜因素，從陸地向湖中心沉積物分布模式是:湖泊三角洲沉積(或湖灣沉積)→濱湖沉積→淺湖沉積→深湖或濁流沉積。

陸源碎屑湖泊相常以下面幾方面的標誌區別於其他類型的沉積相。

一、岩石類型

岩石類型以粘土岩、砂岩和粉砂岩為主，礫岩少見且僅分布於具陡崖的濱湖地區，多是由拍岸浪的剝蝕作用所致(右表)。砂岩一般比海相成因複雜，各種類型都有出現，與河流沉積相比，其礦物成熟度高，石英含量可達70%以上。我國東部中、新生代湖相沉積砂岩中以長石砂岩、長石石英砂岩和岩屑質長石砂岩分布最普遍。砂岩的粒度比河流相細，分選也較好，因而與海相較難區分，其粒度機率曲線也與海相成因者近似。

粘土岩在碎屑湖泊沉積中廣泛分布，且由湖岸向中心增多。形成於較深水還原環境的湖相粘土岩常含豐富的有機質，成為良好的生油岩系。我國油氣田的生油岩系大多為湖相成因的粘土岩。

碎屑湖泊沉積中也可出現類型多樣的化學岩和生物化學岩，如石灰岩、泥灰岩、硅藻土、油頁岩等，其沉積厚度及分布範圍較為局限。

二、沉積構造

層理類型多樣，但以水平層理最為發育。由於湖泊的範圍有限，浪基面深度小，湖泊廣大地區多處於浪基面以下，故粘土岩多發育水平層理，有時為塊狀層理。在近岸地區可見大型交錯層理、浪成沙紋交錯層理等。

湖泊沉積可有較發育的波痕。以往認為對稱波痕是湖泊與河流相區別的一種標誌，但據Picard等人的研究，波痕的對稱性並非為湖泊所特有。而且湖泊亦發育不對稱波痕，但其波峰的走向絕大多數與濱岸平行，不對稱波痕的陡坡向岸方向傾斜。泥裂、雨痕、攪混構造亦較常見。

三、生物化石

生物化石豐富是碎屑湖泊沉積的重要特徵。常見生物種類為介形蟲、瓣鰓類、腹足類等，藻類也是湖泊中較常發育的生物。輪藻為淡水環境所特有，藍綠藻、硅藻和部分綠藻也是常見的類型，其中藍綠藻與海相見到的呈疊層狀構造者不同，常呈樹枝狀或分離的結核團塊狀構造，紅藻在湖相中未曾見到過。此外，陸生植物的根、乾、葉、抱子、花粉等大量出現也是湖相的重要特徵，儘管海相也出現植物化石，但湖相以其種屬和數量遠離濱岸越來越少這種梯度變化來加以鑑別。

我國東部中、新生代碎屑湖泊相沉積中發育大量生物化石。如濟陽坳陷古近系湖相泥岩、頁岩中含有豐富的介形蟲、腹足類、輪藻、抱子花粉等化石，是地層劃分對比和沉積相鑑別的重要標誌。

四、物理過程及化學特徵

物理過程通常與海洋盆地里所見的相類似，然而湖泊沉積物缺乏潮流的證據，而且湖泊中濱湖相沉積物與海洋濱岸沉積物相比其波浪活動也大為減少。湖泊濱岸沉積物在成分上其成熟度中等偏低，很少有石英質砂岩。湖岸階地很常見，反映了頻繁的甚至是每年發生的湖面漲落。鑒於長期存在頻繁的湖面漲落，導致各種濱岸相迅速交錯結合，所以單個沉積體或相如湖灘均不是很厚。在較深水區，即在鹽度比正常海水低的湖泊里，重力流可以產生近乎連續的向下流到三角洲前緣的密度流，並且形成與海洋環境相比具有發育不全的鮑馬序列的濁積岩。

在整個地質時期中湖水化學成分和鹽度的變化，無論在速度上還是在數量上都比海洋里所發生的要大好幾倍，並且這些變化都會記錄在沉積物中，其中特別常見的是年紋層。

五、垂向沉積特徵

碎屑湖泊沉積多出現由深湖濱淺湖的下細上粗的反旋迴層序，以此區別於下粗上細的間斷性正旋迴的河流相沉積。從其沉積構造特徵上來講，以小型沙紋或浪成交錯層理為主，粒度的以粗細砂為主，沉積層的厚度較為穩定。

六、分布範圍及沉積厚度

湖泊相沉積的分布範圍比河流相大，比海相小，相帶、岩性和厚度大致呈環帶狀分布，而且岩性和厚度橫向變化比河流相穩定，但穩定程度比海相差。

砂體類型

湖泊砂體是湖泊內生成的油氣優先聚集的場所，我國中、新生代油氣田的絕大部分儲層都是湖泊中沉積的各種砂體，廣義上講，湖泊砂體的類型繁多，凡沉積在湖泊中的砂體均可謂湖泊砂體。

由於湖泊四周靠近陸源碎屑物源區，故湖泊內砂體十分發育，所占比例比海相地層高得多，從湖岸到湖心深水區都有砂體分布，這些砂質沉積常構成很好的油氣儲集砂體。湖泊砂體明顯受控於湖泊相帶，但不同位置的砂體，由於在湖底坡度、水深、離物源遠近、水動力條件以及形成機制等方面都有所不同，因而砂體的分布位置、形態與規模、岩性與物性、與相鄰岩性的關係以及在油氣的生儲蓋配置上都存在著很大的差異，對油氣的生儲蓋組合也有優劣之分，從而影響到含油豐度。因此，應從盆地整體著眼，按砂體在湖泊內所處位置來分類，強調砂體所處的地理環境。

首先，要分清砂體是岸上沉積還是湖內沉積，若是後者還要分清是在哪個湖泊亞相帶，是濱淺湖相還是半深深湖相，是淺水砂體還是深水砂體;然後，按砂體所處的離岸、湖心、河口與物源區的遠近、湖水進退等具體條件，再細分砂體類型。這樣的劃分依據既能反映砂體形成處的水動力條件和形成機制，亦可識別各類砂體的沉積特徵，更重要的是易於在了解盆地內部結構和湖泊亞相的基礎上，預測各類砂體的分布和生儲蓋組合的優劣，並且易於由相共生組合規律，從一個或一種砂體的出現進一步找到其他砂體，提高預見性。

鑒於上述分類原則，研究砂體時，不僅要研究砂體本身的沉積特點，還要研究砂體的圍岩(多數是泥質岩，有特殊岩類更好)的特徵，以了解砂體沉積時所處位置或沉積環境的部位。實際上，這是相的共生組合原理的沉積相綜合分析，比單獨研究砂體有效。

依上述分類原則，將湖泊砂體劃分為三角洲、扇三角洲、灘壩、水下扇和濁積砂體，前三種為近岸淺水砂體，後兩種為深水砂體(右圖)。